塔里木盆地巴楚地區(qū)石炭系層序地層學特征

郭建華，孫磉墩，許杰，郭原草，張琳婷

(中南大學 地學與環(huán)境工程學院，湖南 長沙，410083)

巴楚隆起位于塔里木盆地中央隆起帶的西端，是塔里木盆地一級構造單元中央隆起帶中的1個次級構造，面積約43 000 km2。巴楚隆起是1個由斷裂控制的活動古隆起，北東以阿恰—吐木休克斷裂為界與阿瓦提凹陷相聯(lián)，東臨塔中低隆即卡塔克隆起，東南以塘北斷裂(帶)為界與塘古巴斯坳陷相鄰，西南—南部以色力布亞斷裂—瑪扎塔格斷裂為界與麥蓋提斜坡相連，北西端以柯坪—沙井子斷裂為界與柯坪隆起相鄰。巴楚隆起被夾持在阿恰斷裂—吐木休克斷裂帶和色力布亞斷裂—瑪扎塔克斷裂帶之間[1?2]，為一大型背沖斷隆。區(qū)內(nèi)的石炭系由下統(tǒng)的巴楚組、卡拉沙依組和上統(tǒng)的小海子組組成，自下而上包括巴楚組的含礫砂巖段、底泥巖段、生屑灰?guī)r段，卡拉沙依組的下泥巖段、標準灰?guī)r段、上泥巖段和砂泥巖段及小海子組的灰?guī)r段。

1 層序邊界識別及依據(jù)

1.1 地震地層層序邊界

盡管區(qū)內(nèi)的地震反射品質不是很高，通過合成記錄的標定，仍可發(fā)現(xiàn)石炭系的頂、標準灰?guī)r段的頂)及生屑灰?guī)r的頂()在區(qū)內(nèi)大部分地區(qū)內(nèi)較穩(wěn)定，在地震剖面上表現(xiàn)為較強的反射同相軸。由于區(qū)內(nèi)地震反射類型簡單，很難識別出由地震反射特征指示的諸如削截面、上超面或下超面這些層序中的一些重要界面，因此，只能將石炭系劃分為3個地震層序，由和限定的地震層序命名為 CⅠs，和限定的地震層序命名為CⅡs，和限定的地震層序命名為CⅢs，見圖1。

綜上所述，區(qū)內(nèi)CⅡs層序和PⅠs層序內(nèi)地震反射單調，基本上以空白反射為主，CⅡs層序和CⅢs層序內(nèi)部的地震反射也比較簡單，地震相類型在平面上變化不大。

1.2 綜合層序邊界

層序邊界是1個層序的頂、底面，通常由1個不整合面或與之可對比的整合面將上、下的新老地層分隔開，在側向上連續(xù)、分布廣泛的界面，至少覆蓋了全盆地。Vail等[3?4]提出了層序邊界的識別準則，并劃分出2類不同性質的層序邊界，即Ⅰ型層序邊界(SB1)和Ⅱ型層序邊界(SB2)。

本次研究對區(qū)內(nèi)層序邊界的識別方法包括如下幾個方面：

(1) 盆地內(nèi)或區(qū)域內(nèi)由地震資料或露頭資料所反映的不整合面或與其對比的整合面；

(2) 地層古生物資料所揭示的地層缺失不整合面；

(3) 明顯的地表侵蝕或侵蝕溝谷的充填；

(4) 垂向上沉積相的不連續(xù)或沉積相明顯的跳躍，主要反映在巖相的突變上；

(5) 副層序的堆疊型式轉換面往往由進積的堆疊型式向退積的堆疊型式轉換；

圖1 石炭紀地層在地震剖面上的反射特征及地震層序的劃分Fig.1 Reflect charater and seismic sequence division of Carboniferous on seismic section

(6) 地球化學特征。

通過以上幾方面的綜合研究，在石炭系中共識別出6個層序邊界。

1.2.1 邊界1

位于含礫砂巖段的底部，它是將盆地內(nèi)東河砂巖與上覆石炭系分隔開來的1個界面[5?7]。大量的研究表明：含礫砂巖段與東河砂巖之間不僅僅是出現(xiàn)沉積巖相向上的突然變粗而代表的沉積相向盆地方向的遷移，而且在地球化學特征、地層的分布情況(圖2)及由地層傾角測井所反映的地層產(chǎn)狀等方面有明顯不同。因此，這個界面是1個典型的Ⅰ型層序邊界(SB1)。

1.2.2 邊界2

位于下泥巖段的頂部和生屑灰?guī)r段的底部，在盆地范圍內(nèi)將下伏的下泥巖段和上覆的生屑灰?guī)r段分隔，地震剖面上具有1個明顯的強反射同相軸，反射界面被標定為T56x。之所以將此界面確定為1個層序邊界，主要是從下伏的下泥巖段和上覆的生屑灰?guī)r段的沉積環(huán)境分析而定的。下伏下泥巖段的上部主要由棕紅色、褐色、褐灰色的泥巖、泥質粉砂巖夾石膏質泥巖組成。這種巖相組合代表了障壁海岸潮間—潮上的砂泥混合坪及潮上的泥坪環(huán)境，而生屑灰?guī)r則為水體較深、清澈環(huán)境下的沉積物，代表了1次明顯的、快速的海侵事件。但在這個界面上，沒有明顯的地表侵蝕和河流的回春作用，因此，將此界面定義為1個Ⅱ型層序邊界(SB2)。

1.2.3 邊界3

位于中泥巖段的頂部和標準灰?guī)r段的底部，為 1個Ⅱ型層序邊界(SB2)，它也是在盆地范圍內(nèi)將下伏的中泥巖段和上覆的標準灰?guī)r段分隔開來的1個巖性界面。地震剖面上在東部具有1個明顯的強反射同相軸，反射界面被標定為。由于標準灰?guī)r段的厚度自東而西的變厚，導致在和田1井以西變?yōu)?個較強的反射同相軸。確定此界面為層序邊界也是根據(jù)其上、下的巖相特征所反映的海平面變化關系而定的。下伏中泥巖段主要由棕紅色、褐色、褐灰色的泥巖、泥質粉砂巖及膏泥巖組成。這種巖相組合也代表了干旱蒸發(fā)環(huán)境下的障壁海岸潮間—潮上的砂泥混合坪及潮上的膏泥坪環(huán)境；而標準灰?guī)r段的形成代表了另一次海侵事件。

1.2.4 邊界4

位于上泥巖段的頂部和砂泥巖段的底部，這一界面也可以在盆地范圍內(nèi)追蹤對比的。在研究區(qū)東部(康2井以東)，界面上、下巖相特征清楚，下伏中泥巖段以棕紅色、褐色、褐灰色的泥巖為主，為干旱蒸發(fā)環(huán)境下的障壁海岸潮上環(huán)境；上覆砂泥巖段下部以較粗粒的中厚層砂礫巖與泥巖互層為特征，代表的是海岸平原與陸源沖積交互沉積的環(huán)境，并且砂泥巖段的底部在很多井中都有對下伏泥巖的侵蝕和河流回春，因此，此界面應為I型層序邊界(SB1)(圖3)。

1.2.5 邊界5

在研究區(qū)內(nèi)這一界面大致位于砂泥巖段的頂部和小海子灰?guī)r段的底部，將此界面定為Ⅱ型層序邊界(SB2)。界面之下主要為障壁海岸的碎屑巖潮間坪、潮上沼澤夾碳酸巖薄層，界面之上是盆地范圍內(nèi)的一次海侵事件，形成了海侵期的小海子灰?guī)r，反映快速海侵而形成的層序界面在巖性上也十分清晰。由于此次海侵事件是由西南向東、東北方向不斷侵進，因此，碳酸鹽巖層也是由西南向東北不斷上超，總體上導致小海子組碳酸巖的厚度由西南向東北不斷變薄，在盆地范圍內(nèi)，小海子組灰?guī)r與下伏砂泥巖段并不是一個嚴格意義上的等時層序界面。

1.2.6 邊界6

邊界6是小海子組碳酸巖與上覆二疊系之間的一個界面，二疊系底部的南閘組則僅分布于研究區(qū)的西南緣。這一界面是1個Ⅰ型層序邊界(SB1)，在塔克拉瑪干地區(qū)，此界面之上普遍缺失晚石炭世達拉階的頂部及逍遙階，盆地內(nèi)大部分區(qū)域還缺失早二疊世底部的南閘組。

圖2 層序邊界1上、下的含礫砂巖與東河砂巖之間的巖—電特征及對比Fig.2 Correlation of lithological-electric property between Donghe sandstone member and pebbly sandstone member upper and down the first sequence boundary

圖3 邊界4之上的河流回春及充填沉積(羅南1井—瑪3井)Fig.3 Stream rejuvenation and fill deposition upper fourth sequence boundary from Luonan well No.1 to Ma well No.3

在巴楚地區(qū)小海子與南閘組分界面露頭剖面上有硅質碎屑與古土壤層；另一方面，在瑪扎塔格構造帶及往北的和田1井區(qū)南閘組碳酸巖的底部還發(fā)育陸相沖積碎屑巖層和河流的回春，代表了Ⅰ型層序邊界之上發(fā)育的低位體系域。地震剖面上具有一區(qū)域范圍內(nèi)的強反射同相軸，反射界面被標定為。

2 層序劃分及其內(nèi)部構成和對比

根據(jù)在石炭系內(nèi)所識別出的6個層序邊界，將石炭系劃分為5個層序，分別命名為Csq1，Csq2，Csq3，Csq4和Csq5(圖4)。層序的內(nèi)部組成及特征如下。

2.1 Csq1層序

Csq1層序自下往上由含礫砂巖段和底泥巖段組成，厚度為50～160 m，由層序邊界1和邊界2所限，為1個Ⅰ型層序，低位體系域，海進體系域及高位體系域發(fā)育齊全。低位體系域由含礫砂巖段組成，在巴楚小海子露頭剖面中，含礫砂巖段分布不均勻，僅在局部有含礫砂巖以河流充填的方式出現(xiàn)，與下伏東河砂巖呈現(xiàn)出明顯的突變接觸。代表低水位體系域的含礫砂巖段具有向上變細的粗粒退積測井相(圖2)，反映了低位晚期海平面緩慢上升的充填沉積特征，與下伏層序由進積型突變?yōu)榇至Ｍ朔e型。海侵體系域和高位體系域均由下泥巖段組成，而海侵體系域則主要為一套高放射性、低電阻率的泥巖，代表海侵期海平面上升所形成的碎屑瀉湖沉積，高位體系域電性上主要表現(xiàn)為鋸齒狀，代表的是以潮下砂壩—潮上泥坪的沉積產(chǎn)物。該層序在區(qū)內(nèi)分布穩(wěn)定，可進行橫向對比。

2.2 Csq2層序

Csq2層序由下部的生屑灰?guī)r段和上覆的中泥巖段組成，厚度為100～250 m，由層序邊界2和邊界3所限。該層序僅發(fā)育海侵體系域和高位體系域。海侵體系域由生屑灰?guī)r組成，中泥巖段則組成高位體系域。在下伏碎屑潮坪的背景上沉積了一套純凈、分布廣泛、生物化石豐富的碳酸鹽巖，無疑反映了一次較大的海平面上升和海侵事件。對生屑灰?guī)r段的研究表明，生屑灰?guī)r內(nèi)部具有明顯的向上變深，而后又向上變淺的變化序列，即在該層序內(nèi)的最大海泛面不應該在生屑灰?guī)r的頂部，而是在生屑灰?guī)r段之中。但是，為了便于將生屑灰?guī)r段特殊的巖性特征、測井響應特征和地震反射特征進行區(qū)域對比，仍將最大海泛面確定在生屑灰?guī)r的頂部，生屑灰?guī)r代表的是海侵體系域。棕紅色含膏鹽的中泥巖段很顯然代表潮上泥坪沉積環(huán)境，組成該層序的高位體系域。迄今為止，沒有其他資料表明層序邊界2是1個Ⅰ型層序邊界，因此，認定這個層序是Ⅱ型層序。Csq2層序在盆地范圍內(nèi)分布穩(wěn)定，可進行橫向對比。

2.3 Csq3層序

Cqs3層序由下部的標準灰?guī)r段和上覆的上泥巖段組成，厚度為90～180 m，由層序邊界3和邊界4所

限。該層序也只能區(qū)分出海侵體系域和高位體系域，海侵體系域由標準灰?guī)r組成，上泥巖段則組成高位體系域。這個層序與下伏的 Csq2層序類似，也被確定為Ⅱ型層序，盆地內(nèi)分布穩(wěn)定。

圖4 巴楚地區(qū)和田1井石炭系層序地層綜合柱狀圖Fig.4 Carboniferous sequence stratigraphy comprehensive histogram of Well HT1 in Bachu area

2.4 Csq4層序

Csq4層序主要由砂泥巖段組成，厚度變化大，最薄處約為67 m(康2井)，最厚處達277 m(瑪4井)，由層序邊界4和邊界5所限。在該層序內(nèi)可識別出低位體系域、海侵體系域和高位體系域。

低位體系域由侵蝕河谷的充填和低位陸架型扇三角洲沉積體系組成[8]，但分布范圍較小(陸架型扇三角洲僅發(fā)育在巴楚東南部的瑪扎塔格構造帶及其周邊，向北止于和田1井與和田4井之間)，在其他范圍內(nèi)均缺失低位體系域。海侵體系域和高位體系域均由潮間和潮上坪組成。但在巴楚地區(qū)的東北角高位體系域中有從盆地東部、北東部插入的粗粒扇三角洲。該層序為Ⅰ型層序，除了低位體系域在區(qū)內(nèi)分布受限外，海侵體系域和高位體系域區(qū)內(nèi)分布均穩(wěn)定。

2.5 Csq5層序

Csq5層序由小海子組灰?guī)r段組成，厚度為 25～250 m，區(qū)內(nèi)向西南緣厚度增加，向北、向東厚度依次減小。頂、底由層序邊界5和邊界6所限，在這個層序中只保留了海浸體系域，為一個不完整的Ⅱ型層序。

3 層序形成與發(fā)育的控制因素

層序地層學中強調了海平面的相對變化是控制層序的主要因素，而氣候、沉積物供給或者變化的洋流等被認為是隨海平面變化的次要因素。本文作者認為，區(qū)內(nèi)疊加在超層序石炭系中層序的發(fā)育程度與沉積環(huán)境密切相關。Schlager[9]認為在層序地層學的研究中必須將沉積環(huán)境的變化作為另一個控制層序的因素來考慮。沉積環(huán)境的變化是指所有的能獨立于海平面變化而影響層序框架的環(huán)境條件的改變。他提出了臺地的淹沒與進積作用、 海流控制近海沉積物及沉積物輸入的遷移所控制的層序邊界的實例。

區(qū)域內(nèi)的構造運動、沉積古地貌背景、 沉積物源供給以及古氣候均對區(qū)內(nèi)三級層序的形成與發(fā)育起一定的控制作用，導致這些層序形成的時間差異較大。

整個石炭紀時期塔里木陸塊處于南、北擠壓的應力背景，但是，這種擠壓具有自東而西的剪刀式閉合的特點。因此，構造沉降的幅度由東向西遷移，即石炭紀早期塔里木盆地東部沉降幅度大，西部幅度??；晚期則相反[10]。位于塔里木盆地內(nèi)部的巴楚地區(qū)是三面(東、南、北面)環(huán)山。在早石炭紀中晚期到晚石炭紀早期，區(qū)內(nèi)構造沉降都十分平緩，盆內(nèi)通過早期的填平補齊，沉積古地貌也變得十分平緩，此時期氣候較炎熱、干旱，整個盆地內(nèi)大面積出現(xiàn)強烈蒸發(fā)的膏鹽層，粗屑物源較貧乏，沉積速率小，全球三級海平面波動(下降)在區(qū)內(nèi)影響很小，不利于風化剝蝕以及河流回春的Ⅰ型層序邊界的形成，至少不易識別出更多的Ⅰ型層序，導致在此時期內(nèi)形成的層序跨時較長。但是，由于較大規(guī)模的海侵造成區(qū)域性的清水碳酸鹽巖的沉積，從而識別出一些以II型為主的層序邊界。在晚石炭世中晚期，盡管構造活動仍較平緩，但氣候又變得溫暖、潮濕，致使粗粒碎屑物源的供給量加大，有利于層序的發(fā)育和識別。

巴楚地區(qū)的西南部是石炭紀時期主要的海水侵進的通道[11?13]，這里離碎屑物源較遠，主要形成碳酸鹽巖的層序，但仍可通過碎屑巖區(qū)所反映的海平面升降變化的特征而識別出相應的層序邊，對層序進行劃分和研究。

4 層序格架及形成演化模式

塔里木地區(qū)在經(jīng)歷了海西早期的強烈構造運動之后[14]，形成塔里木陸塊腹地內(nèi)石炭紀克拉通內(nèi)部擠壓性坳陷原型盆地[11]。巴楚地區(qū)屬于這個原型盆地的西部，海水由西南方向的塔西南坳陷和西北方向的阿瓦提坳陷這2個通道涌進，在東河砂巖的基礎上進一步對準平原化的盆底填平補齊，首先表現(xiàn)為在低位晚期的海平面緩慢回升期沿東河砂巖頂部的侵蝕溝谷的充填作用，而后海侵期限制了粗粒碎屑物質的供給，主要以較深水的陸架泥或較封閉的瀉湖沉積；高位期海平面的相對下降主要是以干旱潮坪沉積為主。在石炭紀時期內(nèi)至少發(fā)生過5次較大規(guī)模的海平面升降旋回(三級旋回)，其中4次是以海侵期的清水碳酸巖沉積、高位期的碎屑巖沉積，組成區(qū)內(nèi)頗具特色的碳酸鹽巖與碎屑巖相間出現(xiàn)的巖相序列。巴楚地區(qū)的西南角是海水進入塔里木盆地的主要通道，自巖關晚期生屑灰?guī)r段沉積開始，直至晚石炭世達拉期絕大部分時期內(nèi)都是遠離碎屑物源，以碳酸鹽沉積為主，海侵期形成碳酸鹽開闊臺地或局限臺地，海平面相對下降的高位期以局限臺地或蒸發(fā)臺地沉積為主(圖5)，強烈蒸發(fā)作用則形成膏鹽巖層或夾層。在層序格架的高位體系域中粗粒碎屑沉積不發(fā)育的主要原因是干旱的氣候條件抑制了粗粒物源，巴楚地區(qū)離物源區(qū)較遠，因此，粗粒碎屑沉積更不發(fā)育，尤其是巴楚地區(qū)的西南部比東部更遠，粗粒碎屑更貧乏，形成了以碳酸鹽巖相占絕對優(yōu)勢的沉積層序。

結合全盆地石炭紀沉積特征及區(qū)內(nèi)的層序地層單元演化的分析，結果表明：巴楚地區(qū)石炭紀是塔里木克拉通內(nèi)部坳陷沉積盆地的一部分[15]，具有盆底平坦、盆內(nèi)水淺、氣候條件較干旱的沉積環(huán)境的特點，但整體上石炭紀沉積盆地范圍由小到大，海侵規(guī)模逐漸增大，由此建立的層序地層學框架模式如圖6所示。

圖5 巴楚地區(qū)石炭紀Csq2層序高位體系域巖相分布圖Fig.5 Lithofacies distribution of HST in Csq2 sequence of Carboniferous in Bachu area

圖6 巴楚地區(qū)石炭紀層序地層學格架及巖相分布模式圖Fig.6 Model of Carboniferous sequence stratigraphy framework and lithofacies in Bachu area

5 結論

(1) 巴楚地區(qū)石炭系沉積層序與塔里木盆地其他區(qū)塊具有很好的對比性，反映了石炭紀時期塔里木盆地海平面變化是具有區(qū)域性的，區(qū)內(nèi)根據(jù)所識別出的層序邊界而劃分的層序是可信的。

(2) Ⅰ型層序中的低位體系域并不發(fā)育，這是由于石炭紀時期塔里木盆地屬于克拉通內(nèi)拗陷，低位體系域只具有下切河谷的充填沉積特征。

(3) 生屑灰?guī)r段、標準灰?guī)r段及小海子組灰?guī)r均代表了海侵體系域的沉積，它們具有分布面積大、厚度穩(wěn)定的特點，可視為塔里木盆地石炭紀3次重要海侵的明顯標志。

(4) Csq2，Csq3和Csq4層序中高位體系域沉積巖相變化大，靠近西南緣基本上是以碳酸鹽巖沉積為主，向東則逐漸過渡為泥巖或砂泥巖，反映了研究區(qū)海水的侵進方向是沿西南向東，高位體系域中的這種巖相變化帶可能是重要的油氣富集帶。

[1]呂修祥, 周新源, 皮學軍, 等. 塔里木盆地巴楚凸起油氣聚集及分布規(guī)律[J]. 新疆石油地質, 2002, 23(6): 489?492.Lü Xiu-xiang, ZHOU Xin-yuan, PI Xue-jun, et al. Accumulation and distribution patterns of hydrocarbon in Bachu Arch of Tarim basin[J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2002, 23(6): 489?492.

[2]周新源, 賈承造, 王招明, 等. 和田河氣田碳酸鹽巖氣藏特征及多期成藏史[J]. 科學通報, 2002, 47(增刊): 131?136.ZHOU Xin-yuan, JIA Cheng-zao, WANG Zhao-ming, et al.Characteristics and multi-period reservoiring history of carbonate pools in Hetian gas field[J]. Chinese Journal of Science, 2002,47(Suppl): 131?136.

[3]Vail P R, Jr Mitchum R M, Thompson S Ⅲ. Seismic stratigraphy and global changes of sea level. Part 3?4: Global cycles of relative changes of sea level[C]//Payton C E. Seismic Stratigraphy-Applications to Hydrocarbon Exploration. AAPG,1977, 26: 63?97.

[4]van Wagoner J C, Mitchum R M, Campion K M, et al.Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores and outcrops concepts for high-resolution correlation of time and facies[J]. AAPG Methods in Exploration Series, 1990: 1?55.

[5]GUO Jian-hua, ZENG Yun-fu, ZHAI Yong-hong, et al. On the carboniferous sequence Stratigraphy in the Tazhong area,Xinjiang—A model of the sequence stratigraphy framework of intracratonic depressional basin[J]. Acta Geologica Sinica:English Edition, 1997, 71(3): 328?343.

[6]郭建華, 曾允孚, 翟永紅, 等. 塔中地區(qū)石炭系東河砂巖層序地層研究[J]. 沉積學報, 1996, 14(2): 56?65.GUO Jian-hua, ZENG Yun-fu, ZHAI Yong-hong, et al. Sequence stratigaraphy of Carboniferous Donghe sandstone in Tazhong area, Tarim Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 1996, 14(2):56?65.

[7]郭建華, 朱銳, 周小康. 塔河地區(qū)西南緣東河砂巖的成巖作用與孔隙演化[J]. 中南大學學報: 自然科學版, 2006, 37(3):572?578.GUO Jian-hua, ZHU Rui, ZHOU Xiao-kang. Diagenesis and porosity evolution of Donghe sandstone in southwest of Tahe area[J]. Journal Central South University: Science and Technology, 2006, 37(3): 572?578.

[8]Nemec W, Steel R J. What is fan delta and how do we recognize it?[C]//Nemec W, Steel R J. Fan delta sedimentology and tectonic settings. Glasgow: Blakie and Sons, 1988: 2?13.

[9]Schlager W. Depositional bias and environmental change—Important factors in sequence stratigraphy[J]. Sediment Geol,1991, 70: 109?130.

[10]張敬藝, 羅金海, 卿穎, 等. 塔里木盆地西北緣石炭—二疊系濁積巖的沉積特征及其構造意義[J]. 西北大學學報: 自然科學版, 2007, 37(5): 819?824.ZHANG Jing-yi, LUO Jin-hai, QING Ying, et al. The sedimentary feature and structure significance of turbidite Carboniferous Permian on the northwestern margin of the Tarim Basin[J]. Journal of Northwest University: Natural Science Edition, 2007, 37(5): 819?824.

[11]何登發(fā), 賈承造, 李德生, 等. 塔里木多旋回疊合盆地的形成與演化[J]. 石油與天然氣地質, 2005, 26(1): 64?76.HE Deng-fa, JIA Cheng-zao, LI De-sheng, et al. Formation and evolution of polycyclic superimposed Tarim Basin[J]. Oil and Gas Geology, 2005, 26(1): 64?76.

[12]賈承造. 中國塔里木盆地構造特征與油氣[M]. 北京: 石油工業(yè)出版社, 1997.JIA Cheng-zao. The tectonic characters and oil and gas in Tarim Basin of China[M]. Beijing: Oil Industry Press, 1997.

[13]譚秀成, 昌燕, 王振宇, 等. 塔里木盆地巴楚組沉積格局與演化[J]. 西南石油大學學報, 2007, 39(4): 39?43.TAN Xiu-cheng, CHANG Yan, WANG Zhen-yu, et al.Depositional framework and evolution of Bachu formation in Tarim Basin[J]. Journal of Southwest Petroleum University, 2007,39(4): 39?43.

[14]KUANG Li-xiong, GUO Jian-hua, HUANG Tai-zhu. Forming mechanism of hydrocarbon reservoirs in Yingshan Formation of Yuqi block in Akekule arch, Tarim Basin[J]. Journal of Central South University of Technology, 2008, 15(2): 244?250.

[15]何登發(fā), 周新源, 楊海軍, 等. 塔里木盆地克拉通內(nèi)古隆起的成因機制與構造類型[J]. 地學前緣, 2008, 15(2): 207?221.HE Deng-fa, ZHOU Xin-yuan, YANG Hai-jun, et al. Formation mechanism and tectonic types of intracratonic paleo uplifts in the Tarim Basin[J]. Earth Science Frontiers, 2008, 15(2): 207?221.